Les images du satellite Météosat.
12 - 05 - 2003
Résumé
Seconde partie du dossier « Approche de la circulation générale par l'imagerie satellite ». Sont présentés dans cette partie les différents canaux du satellite Meteosat ainsi les informations que l'on peut obtenir de ceux-ci, en particulier sur les mouvements horizontaux et verticaux des masses d'air.
Table des matières
Le principal instrument du satellite METEOSAT est le radiomètre. Ce capteur est sensible au rayonnement émis à la surface de la Terre. La radiation incidente est filtrée dans le radiomètre puis est transformée en signal électrique proprtionnel à l'énergie de la radiation. Ce signal est codé sur 8 bits soit un entier entre 0 et 255. Une fois receptionné, cet entier est codé en teinte de gris. L'étalonnage du satellite est rendu possible par des calibrations avec le rayonnement fossile à 3 Kelvins du vide.
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Le rayonnement venu de la Terre est analysé autour de 3 longueurs d'onde.
Cette bande de longueurs d'onde englobe la totalité du domaine visible tel que nous l'entendons habituellement (0,4 - 0,8 micromètres).
Cette fenêtre est centrée sur la longueur d'onde où la puissance émise par le soleil est maximale. Un corps idéal dit « corps noir » à une température T émet une puissance lumineuse dans l'intervalle infinitésimal centré autour de λ selon la loi dite du corps noir :
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Figure 3. Différentes courbes Eλ pour 3 températures.
On remarque que la longueur d'onde où se situe le maximum de l'émission décroît quand la température augmente (se déplace de l'IR vers le visible) et que les profils sont assez fins.
Figure 4. Puissance émise par le Soleil en fonction de la longueur d'onde.
La courbe théorique du corps noir (à la température de 5 900 K) est représentée ainsi que la puissance émise vue au sommet de l'atmosphère terrestre et à la surface du sol. On note que 99 % de la puissance est émise pour des longueurs d'onde inférieures à 4 μm.
Figure 5. Lois d'émission de la Terre (corps noir à 298 K) et du Soleil.
On s'aperçoit que les 2 courbes bien séparées.
La figure 5 montre que les deux courbes sont bien séparées et que la fenêtre centrée dans le visible ne prend pas en compte l'émission lumineuse terrestre.
Ainsi le canal visible de Météosat ne verra que la partie de la lumière solaire réflechie par la surface de la Terre ou par les nuages et celle diffusée par l'atmosphère.
Le rapport entre la puissance lumineuse incidente et la puissance lumineuse réfléchie par une surface s'appelle l'albedo.
Tableau 1. Quelques valeurs typiques d'albédo exprimées en % :
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Surface |
Albedo |
Surface |
Albedo |
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Oceans-lacs |
8 |
Nuages fins |
30-40 |
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Sols sombres |
14 |
Nuages épais |
65-90 |
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Végétation |
15-20 |
Neige de mer - glace |
35 |
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Sable-deserts |
27 |
Neige |
60-80 |
En ce qui concerne les nuages plus spécifiquement, on peut distinguer les 3 grandes catégories suivantes :
Tableau 2. Les nuages précipitants.
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Tableau 3. Les nuages non-précipitants.
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Dernière image satellite météosat visible (en haute résolution).
Cette bande de longueurs d'onde se situe dans le domaine de l'infra-rouge dit thermique (c'est à dire les longueurs d'ondes d'émission de la Terre, voir la figure 5).
Ainsi le canal IR thermique de Météosat ne verra que la partie de la lumière émise par la surface terrestre ou l'atmosphère. Les images IR thermiques ne sont en fait que la carte de température de la surface terrestre. C'est pourquoi les images prises de nuit ne sont pas forcément noires comme c'est le cas pour les images du canal visible. Les surfaces chaudes (Sahara le jour) sont très émettrices alors que les surfaces froides (nuages, glaces) le sont peu. En effet un nuage peut être assimilé à un corps noir. Or à 10 km d'altitude, la température est de l'ordre de -50°C, si bien que le maximum d'émission est plus faible et se déplace en dehors de la fenêtre de l'IR thermique.
Sur les photos satellites, les nuages devraient être représentés en noir et les sols chauds en blanc ce qui est un peu dérangeant. Les images du canal IR thermique sont dites inversées. La nouvelle valeur d'un pixel s'obtient par le complément de sa vraie valeur à 256.
Il est possible de distinguer les nuages selon leur altitude :
Tableau 4. Les nuages bas (chauds).
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Tableau 5. Les nuages élevés (froids).
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Dernière image satellite météosat haute résolution dans le canal IR thermique.
Figure 18. Spectre en longueurs d'onde de la lumière émise par le système Terre-atmosphère vers l'espace.
En pointillés sont représentées les courbes d'émission du corps noir à différentes températures.On note que le spectre n'est pas partout celui du corps noir à la température de la surface terrestre (entre 280 K et 295 K). Il y a en effet des baisses d'émission autour de longueurs d'ondes caractéristiques des bandes d'absorption-émission des principales molécules absorbantes de l'atmosphère : la vapeur d'eau (bande centrée à 6,25 μm), l'ozone (3 bandes : 9,0, 9,6 et 14,3 μm) et le gaz carbonique (4,3 et 15 μm). Ces molécules absorbantes émettent à leur tour un rayonnement électromagnétique à cette longueur d'onde dont l'amplitude est fixée par la courbe de Planck du corps noir à la température locale.
Deux cas différents sont alors à distinguer suivant l'altitude des molécules :
L'altitude est supérieure à 30 km : une couche n'est pas influencée par l'émission des couches supérieures ou inférieures. En première approximation, l'énergie émise est directement rayonnée vers l'espace. Ainsi l'émission stratosphérique du CO2 et de l'ozone est maximale là où la température est maximale soit à la stratopause. La stratosphère se refroidit donc au même endroit qu'elle se réchauffe.
L'altitude est inférieure à 30 km : les couches supérieures absorbent les radiations montantes émises par les couches inférieures. L'émission vers l'espace est effectuée par les molécule les plus élevées.
Ce dernier point est particulièrement observable avec la vapeur : si la haute troposphère est sèche, l'émission vers l'espace à 6,25 micromètres est effectuée par les molécules de vapeur des basses couches. Ces basses couches étant chaudes, l'émission sera forte. Au contraire, si la haute troposphère est humide, l'émission vers l'espace à 6,25 micromètres provient des couches froides et elle sera faible.
Application : imagerie satellitale dans le canal vapeur d'eau.
L'émission à 6,25 micromètres par les couches humides les plus hautes est exploitée par l'imagerie satellitale sur le canal IR vapeur d'eau. Ce canal est centré sur cette bande d'absorption. Le radiomètre du satellite est sensible au flux lumineux émis à cette longueur d'onde. L'électronique du satellite convertit ensuite les flux élevés en pixels sombres et les flux faibles en pixels clairs. On parle ici aussi de canal infra-rouge inverse. On en déduit la classification suivante :
Pixel clair ↔ Température d'émission faible ↔ Couche émettrice vers l'espace à haute altitude ↔ Haute troposphère humide.
Pixel sombre ↔ Température d'émission élevée ↔ Couche émettrice vers l'espace à basse altitude ↔ Haute troposhère sèche.
L'humidité de la haute troposphère est induite par les mouvements atmosphériques verticaux :
Pixel clair ↔ Haute troposphère humide ↔ ascendances (convection).
Pixel sombre ↔ Haute troposphère sèche ↔ subsidences.
Ainsi une image satellitale canal vapeur d'eau permet de visualiser les mouvements verticaux atmosphériques.
Figure 19. Image satellitale dans le canal infra-rouge vapeur d'eau.
On voit nettement les zones d'ascendance (convection intense) au voisinage de l'Équateur (paquets blancs), les zones de subsidence vers 30° de latitude (en noir) associés à la branche descendante de la cellule de Hadley. Enfin, aux et latitudes moyennes, ascendances et subsidences se succèdent dans les trains de perturbations.
A la fin des annees 70, des capteurs embarqués à bord de satellites géostationnaires étaient déjà capables de calculer le nombre total de particules d'ozone à la verticale d'un point (colonne totale d'ozone). En effet, l'ozone a de fortes bandes d'absorptions notamment dans l'ultra-violet et dans l'infra-rouge.
Cependant, les images montrant une baisse sensible de la colonne d'ozone au dessus de l'Antarctique n'étaient pas prises au sérieux car les ingénieurs doutaient de l'efficacité du redressement des images à ces latitudes. Il fallut attendre l'embarquement de capteurs sur les satellites polaires américains pour que le trou d'ozone soit vraiment pris au sérieux.
Aujourd'hui, l'instrument satellitaire TOVS (TIROS Operational Vertical Sounder) équipé notamment du spectromètre infrarouge à haute résolution (HIRS) permet d'obtenir des cartes de la colonne totale d'ozone. On peut ainsi suivre la formation du trou d'ozone lors de la fin de la nuit polaire australe (mois de Septembre).
Le meilleur exemple de réussite d'une mission d'altimètrie par satellite est le projet TOPEX-POSEIDON.
Lancé en 1992, les instruments de ce satellite permettent de réaliser des cartes topographiques des océans avec une incertitude de moins de 2 cm. Ces données sont tres intéressantes pour forcer en surface les modèles numériques de circulation océanique ou pour comprendre le phénomène El Nino.
Mots clés : Météosat, Satellite, Radiomètre, Rayonnement visible, Infra Rouge thermique, Infra Rouge vapeur d'eau, Ozone, Altimètre, Topex Poseidon, Topographie des océans, Nuage, Atmosphère, Spectromètre
